Différentes questions inhérentes à l’interprétation des âges en géochronologie ont été discutées, et sont résumées ici.
A quel moment se ferme le système lors d’un chemin pression température?
Cette question revient à demander : à quelle température correspond un âge obtenu par un système géochronologique ? Les deux facteurs principaux contrôlant la fermeture d’un système sont:
1- La température qui contrôle la diffusion volumique et donc la capacité des minéraux à échanger leurs isotopes pour maintenir l’équilibre isotopique. Des paramètres de diffusion d’un élément donné peuvent être obtenus pour chaque phase minérale et permettent de calculer des températures de fermeture théoriques d’un système géochronologique.
2- Le type de réservoir disponible pour les échanges isotopiques et le rééquilibrage isotopique d’un système. Ce réservoir peut être de deux natures : infini (Dodson, 1973), ou fini (Giletti, 1991 ; Jenkin et al., 1995 ; Jenkin, 1997). Dans le cadre de l’hypothèse du réservoir infini de Dodson (1973), un minéral peut se rééquilibrer isotopiquement avec le reste du système jusqu’à sa température de fermeture. Cette situation est vérifiée lorsqu’un fluide circule dans le système, ou pour une composition modale et une granulométrie favorable (Jenkin et al., 1995). Quand le réservoir est dit fini (en l’absence de fluide, ou pour une composition de fluide critique), la diffusion dans un minéral sera limitée par la capacité de diffusion des autres phases du système. Dans ce cas, la température de fermeture du système sera intermédiaire entre celle prévue par Dodson (1973), et la température de fermeture des autres phases minérales (Giletti, 1991 ; Jenkin et al., 1995 ; Jenkin, 1997), suivant la composition modale de la roche, sa composition chimique, et sa granulométrie.
Quels sont les mécanismes qui permettent de remettre un système à zéro lors d’une histoire polymétamorphique?
Ou pourquoi enregistre-t-on des déséquilibres isotopiques et des excès d’argon ? Deux processus très différents contrôlent les transports isotopiques et donc le rééquilibrage d’un système:
1) La diffusion volumique, contrôlée uniquement par la température en l’absence de recristallisation. Ce processus requiert un réservoir infini pour les isotopes diffusants et est très lent. Les observations nous montrent que la diffusion volumique n’est pas suffisante pour rééquilibrer entièrement un système ou évacuer les excès d’argon radiogénique.
2) La recristallisation assistée par les fluides et la déformation. Ce processus est beaucoup plus rapide que le premier et permet un rééquilibrage isotopique plus efficace. Cependant il est limité par le type de réactions minéralogiques (héritages des compositions isotopiques des minéraux précurseurs), et les propriétés du fluide (composition chimique, saturation en certains éléments, température).
La redistribution des éléments durant le métamorphisme semble donc être critique pour un rééquilibrage isotopique. Cette redistribution facilitée par la circulation de fluides et la déformation va cependant être fonction de la nature des réactions minéralogiques et du
coefficient de partage des éléments entre les différentes phases minérales qui va définir la direction du flux des éléments. C’est pourquoi il semble intéressant d’associer en plus d’une étude pétrologique détaillée donnant accès aux types de réactions minéralogiques mises en oeuvre, une étude du comportement des éléments en traces durant le métamorphisme. Cette approche s’est révélée prometteuse pour l’interprétation d’âges U/Pb obtenus in situ sur zircons ou monazites (e.g. Bingen et al., 2001 ; Foster et al., 2002 ; Rubatto, 2002 ; Hermann & Rubatto, 2003).
Durant ce travail de thèse, nous avons cherché à déterminer quels étaient les facteurs critiques lors des processus de rééquilibrage isotopique survenant lors d’un événement métamorphique de haut grade, en évaluant notamment l’importance relative de facteurs tels que la recristallisation associée à de la déformation et à de la circulation de fluides et de facteurs intrinsèques aux systèmes comme la granulométrie, la composition modale et la composition chimique des roches étudiées. L’étude a porté sur la description du comportement des systèmes isotopiques Rb/Sr, Ar/Ar et Sm/Nd lors d’un événement métamorphique du faciès éclogitique. Ainsi, les éclogites de l’arc de Bergen ont été sélectionnées pour cette étude car il existe une littérature riche sur leur mode de formation lié à des interactions fluide-roche- déformation relativement bien contraintes.
Pour cette étude, nous avons couplé une étude pétrologique détaillée donnant accès aux différentes réactions minéralogiques mises en jeu durant la recristallisation dans le faciès éclogitique, ainsi qu’aux différents domaines texturaux qui peuvent être distingués au sein d’un échantillon, à une étude des éléments en trace in situ (LA-ICP-MS) et sur fractions de minéraux séparés (ICP-MS) afin de décrire le comportement des éléments en trace durant ces réactions minéralogiques associées à de la déformation et la circulation de fluides, et évaluer ainsi le flux des éléments d’un site textural vers un autre. De plus, la stratégie adoptée durant ce travail de thèse a été de réaliser le plus grand nombre d’observation possible sur un petit nombre d’échantillons afin de déterminer avec précision les différents paramètres régissant le comportement des systèmes isotopiques. Pour ce faire, plus d’une dizaine de fractions de micas (phengites) ont été séparées au sein de chaque échantillon en fonction de la taille des grains, du magnétisme et de la densité. Chaque fraction a été l’objet d’analyses:
1- de composition isotopique Rb/Sr afin de connaître ses caractéristiques isotopiques, son positionnement dans un diagramme isochrone Rb/Sr,
2- à l’ICP-MS pour obtenir sa concentrations en éléments en traces et la forme de son spectre, véritable carte d’identité,
3- à la sonde électronique pour la caractériser chimiquement et visualiser d’éventuelles zonations en éléments majeurs,
4- par diffraction X pour déterminer sa nature cristallographique précise par rapport à la famille des phyllosilicates,
5- de composition isotopique en oxygène afin d’appréhender les interactions avec les fluides.
En plus de ces analyses « globales » sur fractions minérales formées de plusieurs milliers de grains de phengites, des grains individuels de chaque fraction ont été sélectionnés pour des analyses 40Ar/39Ar afin de comparer le comportement des deux systèmes géochronologiques
Rb/Sr et 40Ar/39Ar dans les phengites et de voir la réponse de chacun de ces deux
radiochronomètres lors d’un même événement de métamorphisme de haut grade. Une étude
40Ar/39Ar in-situ sur section polie de roches a également été menée afin d’associer
d’éventuelles variations d’âges argon en fonction du site textural des phengites.
Finalement, pour essayer de contraindre le système dans sa totalité, la composition isotopique en Rb/Sr et Sm/Nd ainsi qu’en éléments en traces de nombreuses fractions minérales constitutives de la paragenèse éclogitique (clinopyroxène, disthène, grenat, épidote) et des roches totales a été déterminée.
C
hapitre 2 :
Contexte Géologique
Les Calédonides de Norvège
et
I Les Calédonides de Norvège... 85
I.1 Présentation générale des Calédonides Scandinaves ... 85 I.2 La formation des Calédonides de Norvège : chronologie des événements ... 85 I.2.a L’événement Finnmarkien (520-500 Ma) ... 87 I.2.b L’événement de Trondheim (490-475 Ma) ... 87 I.2.c L’événement Taconien (470-450 Ma)... 87 I.2.d L’événement Scandien (420-400 Ma) ... 89 I.2.e L’événement tardif post-Scandien (400-390 Ma) ... 89 I.2.f Synthèse ... 91 I.3 Les différentes unités tectonostratigraphiques des Calédonides de Norvège ... 91 I.3.a Le socle autochtone... 91 I.3.b Les gneiss de l’Ouest (WGR) : Parautochtone cristallin ... 91
L’âge de la haute pression dans les WGR... 94
I.3.c Allochtone inférieur ... 94 I.3.d Allochtone médian ... 95 I.3.e Allochtone supérieur ... 95 I.3.f Allochtone sommital ... 96 I.3.g Les bassins dévoniens ... 96
II L’arc de Bergen ... 97
II.1 Les différentes unités tectonostratigraphiques de l’arc de Bergen ... 97 II.2 La Nappe de Lindås... 99 II.2.a Les différentes lithologies observées ... 99 II.2.b Les éclogites... 100
Type I – Eclogites « statiques »... 100 Type II – Zones mineures de cisaillement éclogitique ... 100 Type III – Brèches éclogitiques ... 102 Type IV – Zones majeures de cisaillement éclogitique ... 102 Type V – Pseudotachylites éclogitiques ... 102
II.3 Assemblages minéralogiques et réactions métamorphiques ... 103 II.3.a Les granulites ... 103 II.3.b Les éclogites... 104
Premier stade d’éclogitisation : altération partielle des granulites... 104 Deuxième stade d’éclogitisation, formation des zones de cisaillement... 105 Troisième stade d’éclogitisation : au cœur des zones de cisaillement ... 106
II.3.c Des « éclogites » particulières : Les marbres ... 106 II.3.d Les Amphibolites ... 107 II.4 Conditions P-T des différents événements métamorphiques dans la nappe de Lindås ... 107 II.4.a Formation du protolithe... 107 II.4.b Métamorphisme granulitique ... 108 II.4.c Métamorphisme éclogitique ... 108 II.4.d Métamorphisme amphibolitique... 109 II.5 Genèse des éclogites... 109 II.5.a Synthèse et interprétation des observations... 109 II.5.b Modèle de formation des éclogites... 111 II.6 Les fluides... 112 II.6.a Contraintes sur la composition des fluides... 112 II.6.b Modèle d’évolution du fluide éclogitisant... 113 II.6.c Mobilité des éléments... 115
De l’échelle régionale à l’échelle du minéral... 115 Ce qu’implique la présence de marbres... 116
II.7 Contraintes Géochronologiques... 116 II.7.a L’âge des intrusions magmatiques ... 117 II.7.b L’âge de la granulitisation... 117 II.7.c L’âge de l’éclogitisation... 120 II.7.d L’âge de l’amphibolitisation ... 121 II.8 Evolution géodynamique de la nappe de Lindås... 123